ASPECTOS DE CAMPO

II. RESULTADOS

4. ASPECTOS DE CAMPO

Este capítulo tem como objetivo descrever os aspectos macroscópicos gerais dos afloramentos mapeados durante a atividade de campo, realizada, como mencionada no capítulo 1, por professores da UFRRJ e pelo geólogo do Instituto Geológico do Estado de São Paulo, membros da equipe de pesquisa do Projeto Basalto.

A coloração das rochas estudadas em campo é predominantemente cinza, mas ocorre também esverdeada a arroxeada (Figura 4.1) por conta de diferentes graus de alteração. A cor esverdeada deve indicar a presença de argilominerais provenientes, mais provavelmente, de alteração dos piroxênios; já a cor arroxeada pode ser sugerida à presença de óxidos de ferro, resultantes da alteração dos minerais opacos (óxidos de Fe e Ti) e dos piroxênios.

Figura 4.1: Dois exemplos de amostras de basalto com coloração diferente. Em (A) amostra referente ao ponto GP-84 de basalto maciço acinzentado (mais fresco) e (B) amostra do ponto GP-86 caracterizando basalto amigdaloidal vermelho arroxeado devido a processos intempéricos.

As rochas são faneríticas a afaníticas, com granulação fina a média e, predominantemente, afíricas. Além disso, mostram duas principais características para estes derrames: níveis amigdaloidais/vesiculares e interação da lava com os sedimentos.

As amígdalas e vesículas são componentes fundamentais na caracterização da fase final de cristalização magmática, sendo formadas principalmente pela exsolução de gases magmáticos dissolvidos no conduto vulcânico. Ao atingir a atmosfera, esses voláteis vão sendo constantemente perdidos até a lava se solidificar (Walker, 1993), deixando como registro, cavidades que poderão ou não ser posteriormente preenchidas. As amígdalas da Formação Mosquito são preenchidas por carbonatos e zeólitas (Figura 4.2) e apresentam

diferentes dimensões (menores ou maiores), formas (arredondada ou angulosa) e relações espaciais (muito ou pouco espaçadas entre si).

Figura 4.2: Amostra de basalto amigdaloidal/vesicular em matriz afanítica referente ao afloramento GP-89. As amígdalas dessa amostra perfazem, aproximadamente, 40% em volume e são preenchidas por zeólita e carbonato.

Os níveis amigdaloidais são indicadores importantes para a marcação de base e topo na estratigrafia de derrame. Isto porque, segundo Walker (1993), as bolhas de gás crescem por coalescência fazendo com que sua velocidade de ascensão na lava aumente até atingir a atmosfera, concentrando-se, portanto, no topo do derrame, deixando os níveis basais empobrecidos nesses voláteis. Entretanto, só é possível observar este cenário se o derrame for espesso o suficiente para que haja tempo para os voláteis ascenderem antes da lava se solidificar (Walker et al., 1999).

Analisando alguns dados de campo, observou-se que a estratigrafia do basalto da Formação Mosquito apresenta comportamento contrário - com níveis amigdaloidais na base e maciço no topo - como pode ser observado no croqui referente ao ponto GP-84 (Figura 4.3) e na fotografia de afloramento do ponto GP-104 (Figura 4.4). Uma hipótese para explicar isto seria a ocorrência de vários pulsos magmáticos com intervalo de tempo suficiente entre eles para formar esses diferentes estratos basálticos. Além disso, poderia ser levado em consideração também que a proporção volumétrica para cada pulso seja diferente. Isto explicaria, por exemplo, a camada amigdaloidal na base não estar associada a uma camada maciça sotoposta a ela, ou seja, o primeiro pulso não teria sido espesso o suficiente para haver essa ascensão vertical dos voláteis, resfriando-se rapidamente e formando, consequentemente,

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uma camada rica e dispersa em voláteis, não tendo tempo suficiente para a separação em níveis.

Para a segunda camada (maciça), sugere-se duas hipóteses:

1) Segundo pulso magmático espesso o suficiente para que os voláteis pudessem ter migrado totalmente para o topo antes que a lava se solidificasse; posteriormente, esse topo rico em amígdalas teria sido erodido, não deixando registro;

2) Segundo pulso magmático já depletado em voláteis em decorrência do extravasamento do primeiro pulso. Esta hipótese é mais complexa, porque há afloramentos com intercalações cíclicas de várias camadas alternando-se entre amigdaloidais e maciças, tendo então que haver algum processo que pudesse carregar e descarregar a câmara magmática em voláteis de forma cíclica.

Corroborando com a linha de raciocínio da primeira hipótese, ainda observando o croqui da Figura 4.3, é possível notar que a camada 2 (maciça) é mais espessa que a camada 1 (amigdaloidal).

Figura 4.3: Croqui do afloramento da amostra GP-84, exibindo as camadas de basalto amigdaloidal intercalado com camadas de basalto maciço.

Figura 4.4: Fotografia do afloramento GP-104 evidenciando os diferentes níveis estratigráficos do basalto: base amigdaloidal sobreposta por basalto maciço.

Um caso análogo pode ser observado no croqui referente ao afloramento dos pontos GP-88 e GP-89 (Figura 4.5). A diferença do croqui anterior, é que a camada superior provavelmente não teve espessura suficiente para total migração de voláteis para o topo, deixando em sua base, concentrações menores de amígdalas.

Como já citado anteriormente, outra característica muito marcante é a relação entre as rochas vulcânicas e sedimentares (Figura 4.6). Esta relação ocorre de três formas: dique de injeção clástica, peperito e, possivelmente, brecha vulcânica.

Figura 4.5: Croqui referente aos afloramentos dos pontos GP-89 e GP-88 exibindo camada de basalto amigdaloidal na base e basalto com amígdala no topo.

Figura 4.6: Croqui do afloramento GP-83 evidenciando uma das formas de interação entre sedimento e rocha vulcânica.

Dando ênfase às formas de não mistura entre lava e sedimento, o ponto GP-104 exibe dique de injeção clástica de estrutura tabular e discordante da rocha vulcânica hospedeira (Figura 4.7). Como esse dique de material clástico corta discordantemente a rocha ígnea, pressupõe-se então que este material seja mais novo; presume-se também que esse dique não

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tenha se formado por injeção forçada, mas sim por algum preenchimento posterior de fratura pretérita que tenha se formado no basalto.

Outra feição muito interessante observada neste mesmo afloramento é o contato de base de fluxo com material clástico (Figura 4.8). Sugere-se para isso dois processos; (1) a interação entre a paleo-lava e o sedimento não se deu de forma destrutiva, mas sim com baixa energia suficiente para que o fluxo pudesse contornar suavemente o paleo-relevo deste material clástico ou (2) indicando superfície erosiva, indicando que a lava foi capaz de remobilizar parte deste sedimento. De qualquer forma, nestes casos, a presença de feições de estrias na base deste fluxo poderia indicar a direção deste derrame. Entretanto, tal feição não foi vista em campo.

Figura 4.7: Dique de injeção clástica cortando basalto amigdaloidal – afloramento GP-104.

Figura 4.8: Interação sedimento/basalto não destrutiva, evidenciado pelo contato curvilíneo (em linha tracejada na fotografia) da base do fluxo com o sedimento.

Quando a interação entre lava e sedimento é formada por mistura, ela é denominada de peperito.

White et al. (2000) diz que: “peperito é um termo genético aplicado a rochas

formadas essencialmente in situ, por desintegração de magma durante uma intrusão, o qual se mistura a sedimentos inconsolidados ou pouco consolidados e tipicamente úmidos. O termo também se refere às misturas similares geradas pelo mesmo processo em contatos de lavas ou outros depósitos vulcanoclásticos com tais sedimentos”.

Apesar dessa definição ser a mais utilizada, o fato dessa interação ter que ocorrer com sedimentos úmidos não é via de regra, pois segundo Jerran & Stollhofen (2002), esta interação também pode acontecer em ambiente árido.

Ainda no afloramento GP-104, estas feições de mistura também foram observadas (Figura 4.9 – A a D). Segundo Skillin et al. (2002b), a morfologia dos clastos ígneos pode se justificar pela reologia da lava e dos sedimentos envolvidos, conteúdo de voláteis do magma, volumes de lava e de sedimentos, permeabilidade e estruturação do sedimento, levando-se em consideração também, as velocidades de injeção da lava e de mistura.

Figura 4.9: Feições de mistura entre lava e sedimento – afloramento GP-104. Em (A), (C) e (D) a feição dessa estrutura é angulosa, enquanto que em (B) esta feição é mais globular.

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Ainda segundo Skillin et al. (2002b), quanto mais irregular e anguloso for o clasto ígneo, menos fluida e quente é a lava, ou seja, a lava é mais coesa; em contrapartida, se esses clastos são globulares e estirados, mais quente e fluido (menos coeso) é o fluxo. O aspecto de campo observado para estas feições (Figura 4.10) revela um caráter irregular e/ou pouco estirado com reentrâncias pouco angulosas (subarredondada), sugerindo, portanto, que a lava pudesse ter um caráter intermediário, nem muito quente e fluida a ponto de formar clastos ígneos extremamente estirados e nem tão coesa a ponto de formar faces extremamente angulosas.

Figura 4.10: Feições do clasto ígneo em peperito – afloramento GP- 104.

Como foi apresentado até o momento, o afloramento GP-104 apresenta feições de interação entre lava e sedimento, com e sem mistura. No primeiro momento, foi sugerido neste trabalho que as feições que não apresentam mistura, principalmente ao que se refere aos diques clásticos, possivelmente teriam se originado por processos posteriores ao de resfriamento da lava.

Porém, outra feição de dique clástico foi observada (Figura 4.11), por sua vez, estando diretamente associada aos peperitos. Sugere-se para este caso, devido à ligação entre dique e peperito, que o dique clástico foi formado pelo mesmo processo de formação dos peperitos, representando, talvez, apenas uma fácies mais rúptil do derrame. Ou seja, a lava, ao encontrar

o sedimento inconsolidado se desintegra em estado rúptil ou dúctil, provocando a não-mistura ou mistura, respectivamente.

Figura 4.11: Interação lava/sedimento demonstrando diferentes feições em decorrência do momento de desintegração da lava ao encontrar sedimento inconsolidado; o dique clástico pode estar relacionado a um estado mais rúptil do derrame, enquanto o peperito a um estado mais dúctil.

O afloramento GP-101, exibe feição de brecha magmática (Figura 4.12), entretanto, apenas com aspectos macroscópicos não fica claro se houve ou não interação com sedimento, ou seja, se a brecha é composta somente por material vulcânico ou se houve a mistura, fazendo que a matriz seja composta por material sedimentar e por fragmentos vulcânicos.

O que fica evidente é que a matriz tem coloração esverdeada, podendo estar relacionada a processos intempéricos oriundos de materiais ferro-magnesianos. Neste caso, a petrografia seria o próximo passo para continuar investigando sobre a composição da matriz dessa brecha.

Neste afloramento foram feitas oito amostragens para a confecção de lâminas delgadas, porém, apenas uma faz parte do grupo de amostras analisadas para este trabalho, representada pela amostra GP-101A (Foto 4.13). Esta amostra integrará, junto com as demais amostras, características mineralógicas e texturais e, se possível, poderá definir se de fato, há ou não interação de sedimento e lava nesta brecha. Tal discussão será abordada no próximo capítulo.

56 Figura 4.12: Fotografia do afloramento GP-101 evidenciando a presença de brecha vulcânica. Essa brecha foi compartimentada em três fotos diferentes do topo para a base (A, B e C, respectivamente), para preservar alguns níveis de detalhe

Figura 4.13: Fotografia da amostra coletada (em destaque) de brecha vulcânica para confecção de lâmina delgada, pegando o contato entre o clasto vulcânico e a matriz esverdeada.

5. PETROGRAFIA

O estudo petrográfico das rochas básicas da porção oeste da Bacia do Parnaíba foi realizado por meio da descrição de 17 amostras de lâminas delgadas com o objetivo de identificar e avaliar (forma, contato, trama, etc.) a mineralogia, além de caracterizar as texturas que, segundo Frost & Frost (2013), são ferramentas importantes no auxílio da interpretação da gênese das rochas.

As amostras, de um modo geral, apresentam granulação fina- com média de 0,6 mm - e índice de cor variando de 40 a 60%, sendo, portanto, classificadas como rochas mesocráticas. Tanto a granulometria, quanto o índice de cor foram baseados na classificação de Gill (2010). Apresentam texturas hipidiomórfica, subofitica, ofítica, intersetal e intergranular. Algumas dessas texturas estão expostas na Figura 5.1.

Figura 5.1: Fotomicrografias evidenciando as texturas (A) subofítica, referente à amostra GP-72A a luz polarizada cruzada (LPC) com aumento de 10x; (B) ofítica, referente à amostra GP-88 a LPC com aumento de 10x e (C) intersetal, referente à amostra GP-70C a luz polarizada paralela (LPP) e aumento de 10x.

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Em algumas amostras, também puderam ser observadas amígdalas e vesículas, sendo caracterizadas por cavidades tanto com borda circular a subcircular, quanto com borda irregular angulosa, esta última forma textura diktitaxítica, indicando enriquecimento de voláteis em estágio tardio, onde uma fração residual de temperatura de baixo ponto de fusão e gases expelidos pela cristalização escapam da lava, deixando vazios angulares microscópicos (Goff, 1996).

As amostras são predominantemente equigranulares, com exceção das amostras GP-83 e GP-90, que apresentam textura inequigranular porfirítica (Figura 5.2).

Figura 5.2: Fotomicrografia das texturas (A) equigranular e (B) inequegranular porfirítica, referentes às amostras GP-76 e GP-83, respectivamente a LPC e com aumento de 1,25x.

A mineralogia essencial dessas rochas é composta por plagioclásio, clinopiroxênio (identificado microscopicamente como augita), ± olivina, ± ortopiroxênio e ± K-feldspato. Os minerais acessórios são compostos por minerais opacos e apatita. Já os minerais secundários ocorrem alterando minerais essenciais e acessórios e, também, preenchendo cavidades (amígdalas e fraturas) sendo constituídos por minerais opacos, uralita, anfibólio, iddingsita, bowlingita, talco, leucoxênio, sericita, caulinita, epidoto, clorita, zeólita, calcita, quartzo e celadonita.

Vale destacar que, iddingsita, bowlingita, uralita e leucoxênio não são minerais. A iddingsita é uma mistura formada por esmectita, clorita e goetita/hematita; a bowlingita é uma mistura de esmectita-clorita, juntamente com serpentina e quantidades menores de talco, mica e quartzo (Deer et al., 1992). Estas misturas resultam em cores diferenciadas quando observadas em microscópio, dando a iddingsita uma coloração mais vermelha acastanhado e a bowlingita a cor verde. A uralita foi um termo utilizado inicialmente para os minerais com hábito de piroxênio e estrutura de anfibólio com composição indeterminada. É formada em derivação de piroxênio pela ação pneumática dos fluidos magmáticos residuais enriquecidos

em água (Deer et al., 1992). Apesar de apresentar estrutura de anfibólio, a uralita não contém H2O o suficiente para assim classificá-la. Também segundo Deer et al. (1992), o leucoxênio é um agregado de rutilo + pseudorutilo finamente cristalizado. Ou seja, iddingsita, bowlingita, uralita e leucoxênio são apenas produtos de alteração resultados de agregados de outros minerais, não se enquadrando, portanto, na definição de mineral.

O plagioclásio é o mineral mais abundante dessas rochas, ocorrendo como mineral constituinte da matriz, fenocristais e microfenocristais. As características óticas em luz polarizada paralela (LPP) são representadas por ser incolor, apresentar relevo baixo, ausência de pleocroísmo e hábito prismático alongado (ripiforme). Em luz polarizada cruzada (LPC), apresenta cor de interferência cinza de 1ª ordem, geminação polissintética e extinção oblíqua. Os cristais de plagioclásio exibem faces euédricas a anédricas.

Na matriz, esses cristais de plagioclásio ocorrem com granulação fina a muito fina (até 0,5 mm), de forma aglomerada ou disseminada. Apresentam texturas importantes como esqueletal e rabo de andorinha (Figura 5.3). Renjith (2014) explica que essas texturas são formadas em consequência de uma alta taxa de crescimento devido a um superarrefecimento relacionado à erupção. Apesar da cristalização em superfície denotar um superarrefecimento e uma consequente formação de texturas esqueletais, na matriz das rochas estudadas também ocorre minerais com faces bem formadas (euédricas a subédricas), denotando um resfriamento menos brusco em consequência de, talvez, representarem tubos de lava, em que a perda de calor é mais lenta devido às camadas de lava que a circundam formando um isolamento térmico; ou a um estacionamento da câmara magmática em subsuperfície, onde a diferença de pressão e temperatura foi suficiente para cristalizar minerais de plagioclásio de granulação fina antes de atingirem a superfície.

Figura 5.3: Fotomicrografia referente à amostra GP-83 evidenciando as diferentes texturas de superarrefecimento (esqueletal, indicadas pelas setas em vermelho e rabo de andorinha, indicadas pelas setas em amarelo) da matriz a LPP e aumento de 10x.

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Os fenocristais e microfenocristais de plagioclásio apresentam granulometria fina a média variando de 0,5 a 0,75mm para os microfenocristais e 1,52 mm a 3,0 mm para os fenocristais. Assim como na matriz, os fenocristais de plagioclásio ocorrem de maneira aglomerada a disseminada e as texturas que estes cristais apresentam sugerem processos que ocorreram ainda na câmara magmática. Estas texturas são representadas por: peneira grossa, esponja, synneusis, glomeroporfirítica e sobrecrescimento.

A textura peneira grossa ocorre principalmente por dois processos: (1) descompressão (Nelson & Montana, 1992) e (2) reação com líquido mais rico em Ca (Tsuchiyama, 1985). No processo de descompressão, quando o magma subsaturado em H2O ascende rapidamente na câmara magmática, a PH2O do sistema aumenta reduzindo a estabilidade do plagioclásio gerando dissolução. Esta dissolução cria vazios que são preenchidos por outra fase mineral (micrólitos de óxido de Fe-Ti, por exemplo) e/ou vidro que, posteriormente, será aprisionado pelo crescimento subsequente de plagioclásio, desenvolvendo textura semelhante à forma de peneira (Nelson & Montana, 1992). Já a reação de plagioclásio com líquido mais quente e rico em Ca, gera uma mistura fina na borda do cristal (também devido à dissolução) que também apresenta morfologia de peneira (Tsuchiyama, 1985). Os resultados alcançados para a textura peneira desses dois autores, portanto, são diferentes. A textura peneira produzida por descompressão é mais grossa, enquanto que a de superaquecimento cria peneiras de tamanho mais fino. Comparando essas duas explicações aos resultados encontrados nas amostras estudadas, sugere-se então, que os plagioclásios analisados para este trabalho geraram textura peneira grossa, não descartando, todavia, a hipótese da reação com líquido mais cálcio (Figura 5.4 -B).

A textura esponja (Figura 5.4 - A) também se justifica pelo processo de descompressão relativo à subida rápida do magma subsaturado em H2O para o ambiente vulcânico, gerando dissolução (Hibbard, 1995). A diferença entre as duas texturas (peneira e esponja) está no grau de dissolução, onde a textura esponja representa um grau de dissolução maior. Os fenocristais de plagioclásio também formam grau de dissolução ainda mais intenso (Figura 5.4 - C), onde o núcleo foi quase todo dissolvido, restando apenas alguns relictos orientados segundo uma direção preferencial. Em suma, a dissolução foi um fator importante na evolução desses fenocristais da câmara magmática até a superfície.

A textura synneusis (Figura 5.5) ocorre pelo processo de união mútua de cristais em um magma rico em líquido (Vance, 1969; Dowty, 1980). Para formar a textura synneusis é

necessário um mecanismo, como fluxo de cisalhamento ou mistura turbulenta, para girar os cristais em alinhamento (Schwindinger, 1989).

Figura 5.4: Fotomicrografias exibindo os diferentes graus (em ordem crescente) de dissolução para os fenocristais de plagioclásio. Em (A) plagioclásio com textura esponja, referente à amostra GP-99 a LPC e aumento de 10x; (B) fenocristais com textura peneira grossa, referente à amostra GP-83 a LPC e aumento de 2,5x e (C) plagioclásio com alto grau de dissolução, exibindo apenas alguns relictos de plagioclásio no núcleo, indicado pela seta em vermelho, referente à amostra GP-84A a LPC e aumento de 20x.

Figura 5.5: Fotomicrografia de fenocristais de plagioclásio com textura synneusis, referente à amostra GP-83 a LPC e aumento de 2,5x. A linha vermelha tracejada indica a direção de alinhamento desses cristais.

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A textura glomeroporfirítica é caracterizada por aglomerações de fenocristais imersos em uma matriz mais fina (Mackenzie et al., 1982). Porém, sob análise microscópica dessas amostras, foi observado que os fenocristais apresentam contatos suturados (Figura 5.6) e, além disso, também mostram certo grau de dissolução. Em um caso semelhante a isto, Hoggan (1993) explica que, a sutura se dá por cristais absorvidos espacialmente mais próximos, sugerindo que, antes da sutura, os fenocristais sofreram dissolução parcial (formando a textura peneira grossa), onde essa dissolução pode ter criado uma camada fundida limite ao redor dos grãos fazendo com que eles se ligassem.

Figura 5.6: Fotomicrografia de fenocristais de plagioclásio aglomerados constituindo a textura glomeroporfirítica, referente à amostra GP-83 a LPC e aumento de 2,5x.

É comum a textura de sobrecrescimento tanto nos cristais de plagioclásio (Figura 5.7 – A), como nos de piroxênio - como será mostrado adiante. Além disso, também se observou para os fenocristais de plagioclásio, zoneamento composicional (Figura 5.7 – B) denotando uma cristalização fracionada e mudança na composição do magma.

Figura 5.7: Fotomicrografias de plagioclásios exibindo (A) sobrecrescimento referente à amostra GP-86 a LPC e aumento de 10x e (B) zoneamento composicional referente à amostra GP-83 a LPC e aumento de 2,5x.

Os cristais de plagioclásio se alteram para caulinita (mais comum; Figura 5.8), sericita e, mais raramente, para epidoto no processo de saussuritização, observa-se também que essa alteração ocorre preferencialmente no núcleo, isto porque há uma diferença composicional entre a borda e o núcleo dos plagioclásios (borda sódica e núcleo cálcico), como o plagioclásio cálcico é mais suscetível à alteração, apenas o núcleo se altera. No geral, os plagioclásios apresentam contatos retos a suturados e estão inclusos (mais raro) ou parcialmente inclusos nos cristais de piroxênio.

Figura 5.8: Fotomicrografia evidenciando cristal de plagioclásio caulinizado no núcleo a LPC, referente à amostra GP-104D e aumento de 10x.

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O piroxênio, mineral silicático ferromagnesiano, é o segundo mineral mais abundante nestas rochas, constituindo a matriz, os microfenocristais e os fenocristais. Dois tipos de piroxênios foram observados: clinopiroxênio (augita) e ortopiroxênio (possivelmente hiperstênio).

Utilizando-se de luz polarizada paralela, ambos os piroxênios são incolores ou marrom esverdeados, neste último caso, devido à alteração, com ausência de pleocroísmo, relevo médio, duas direções de clivagem (aproximadamente 90°), apresentam fraturas irregulares e hábito tabular. Em luz polarizada cruzada, o clinopiroxênio (augita) apresenta cor de interferência variando de azul, rosa, amarelo e laranja de 2ª ordem, enquanto que o ortopiroxênio apresenta cor de interferência cinza a amarelo de 1ª ordem; o ângulo de extinção da augita varia de 30° a 43°, o que a distingue do ortopiroxênio, que apresenta extinção reta (0°); alguns piroxênios apresentam maclas (Figura 5.9).

Figura 5.9: Fotomicrografia de cristal de ortopiroxênio maclado, referente à amostra GP-86 a LPC e aumento de